Paleoambientes y estratigrafía secuencial de depósitos ...

Paleoambientes y estratigrafía secuencial de depósitos

marinos marginales del Ordovícico de la sierra de Zapla

(sierras Subandinas, noroeste argentino) y su relación con

la Cuenca Andina Central

Ricardo A. Astini

Larisa F. Marengo

Laboratorio de Análisis de Cuencas, Cátedra de Estratigrafía y Geología Histórica,

Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba,

Av. Vélez Sarsfield 1611, 2º Piso, Of. 7, X5016GCA Córdoba, Argentina-CONICET

[email protected]

Centro de Investigación Paleobiológicas, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales,

Universidad Nacional de Córdoba,

Av. Vélez Sarsfield 299,X5000JJC, Córdoba, Argentina-CONICET

[email protected]

RESUMEN

El Ordovícico clástico de la sierra de Zapla (noroeste argentino), aunque sin base visible se encuentraexcepcionalmente bien expuesto en el curso inferior del río Capillas (sierras Subandinas, Provincia de Jujuy). Desdeun punto de vista paleontológico, el contenido de macrofaunas es pobre, debido a la escasez de ambientes marinosabiertos como lo indica el análisis paleoambiental, siendo el registro de palinomorfos una herramienta fundamental paraestablecer la posición estratigráfica de las unidades representadas, y las trazas fósiles presentes resultaronimportantes en el análisis paleoambiental. A partir de un minucioso análisis de facies, arquitectura de los depósitos ydelimitación de superficies diagnósticas se reconocieron cuatro secuencias depositacionales (S1-S4) con diferentedesarrollo y compatibles con ciclos de 3er orden. La Formación Zanjón (parte superior de la Serie Global 2 y Serie Global3) inicia la sección estratigráfica y está caracterizada por facies heterolíticas con alternancia de capas de tormenta conmicroconglomerados fosfáticos y pavimentos de braquiópodos linguliformes, comunes en llanuras de marea confrecuentes rasgos de exposición subaérea que incluyen ondulitas truncadas y grietas de contracción. En esta unidadse superponen las icnofacies de Skolithos y Cruziana. En transición gradual se desarrolla un intervalo profusamentebioturbado, con marcada coloración rojo-morada y desarrollo de bandas con intenso moteado (Miembro Laja Morada dela Formación Labrado). Éste representa una prolongada emersión (exposición subaérea) y actividad fluctuante de lacapa freática en ambientes de interfluvio, durante una marcada caída relativa del nivel del mar ocurrida durante elDarriwiliano (Serie Global 4). En contacto neto y erosivo continua el Miembro Lagunilla de la Formación Labrado quemarca un abrupto salto de facies y un relleno de canales fluvio-estuarinos con creciente dominio mareal. Una divisióninterna tripartita permite caracterizar a este miembro como una sucesión estuarina transgresiva, con un particular desarrollode la icnofacies de Glossifungites en sectores de interfluvios representando asociaciones típicas de sustratosendurecidos. La Formación Capillas (Darriwiliano alto y parte inferior de la Serie Global 5) se apoya en contacto netoy está representada por una cuña pelítica que gradualmente aumenta su proporción de arena hacia el tope. Ésta contienelos únicos indicadores de un ambiente marino franco con una valvifauna algo más desarrollada y concentrada en variascapas de tormenta desarrolladas por encima de la superficie transgresiva y en coincidencia con la superficie de máxima

Revista Geológica de Chile, Vol. 33, No. 2, p. 247-276 , 8 Figs., Julio 2006.

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inundación y retracción de la línea de costa. Este es el único intervalo que puede con cierta precisión individualizarseen las depozonas de la Cordillera Oriental ubicada hacia el oeste y Bolivia. El gradual incremento de la fracción limosay arenosa hacia el tope y el reemplazo de la icnofacies de Cruziana por una de tubos verticales (Skolithos) muypenetrativa, indica una gradual somerización y el pasaje a la Formación Centinela (parte media y superior de la SerieGlobal 5), donde se desarrollan paquetes arenosos cuarzosos en ambientes de mayor energía. Esto permite interpretarla progradación de un complejo deltaico que fue truncado por erosión en su tope. En contacto neto se sobrepone laFormación Zapla (Serie Global 6), asociada con el evento glacial hirnantiano (Ordovícico terminal), y registrada a lo largode todos los Andes Centrales. Coronan la sección depósitos de plataforma fangosa asignados a la Formación Lipeón,de edad silúrica, y característicos de un período transgresivo posglacial al que se asocian mantos de hierro oolítico,sucedidos por planicies fangosas dominadas por trazas de Zoophycos.

Palabras claves: Paleoambientes, Estratigrafía secuencial, Ordovícico, Sierras Subandinas, Noroeste argentino, Cuenca Andina

Central.

ABSTRACT

Paleoenvironments and sequential stratigraphy of Ordovician marginal marine deposits of Sierra deZapla (Sierras Subandinas, northwestern Argentina) and their relation with the Central Andean Basin. Thebest and most complete palynologically constrained Ordovician section across the Sierras Subandinas crops out in thesouthern part of the Sierra de Zapla along the Capillas River (Subandean Ranges, Jujuy Province). The dominantlymarginal marine setting explains the scarcity of invertebrates throughout the section. Palynomorphs are the main toolin stratigraphic studies of the area and trace fossils are important aids in paleoenvironmental analysis. Based on a detailedfacies analysis, geometry and paleocurrent analysis, and recognition of key surfaces, four depositional sequences (S1-S4) with different internal arrangements and compatible with 3rd order cycles were identified. The Zanjón Formation (upperpart of Global Stage 2 and Global Stage 3) with unexposed base, initiates the stratigraphic section and it is characterizedby a heterolithic facies association with subordinate storm layers, thin-bedded phosphate-rich micro-conglomerates andinarticulate-rich shell beds. Common subaerial exposure features like truncated ripple tops and mud cracks suggest tidalflat environments. This interval yields a mixed Skolithos-Cruziana ichnofacies. Towards the top, an increase in mottlingand a gradual change into dominant purplish-red colors (Laja Morada Member of the Labrado Formation) indicate aprotracted subaerial emergence during a Darriwilian (Global Stage 4) relative sea-level drop, and a fluctuating water tablein interfluves. This unit is covered in sharp erosive boundary by the Lagunilla Member of the Labrado Formation,suggesting development of composite fluvial incisions. Sandy fluvial to tide-dominated estuarine fills and thoroughly-bioturbated subtidal hetherolithic beds overlie the sequence boundary representing a typical transgressive systemstract. Development of surfaces with dominant Skolithos forms are interpreted as representing Glossifungites ichnofaciestypically indicating by-pass erosion and firm-ground development previous to reworking of interfluves by advancingravinement surface. The Capillas Formation (upper Darriwilian and lower part of Global Stage 5), sharply levels theprevious estuarine complexes and represents a fine-grained wedge that gradually coarsens up. This unit contains theonly truly marine shelly fauna concentrated in few storm beds above the fine-grained interval that characterizes a maximumflooding stage. This is the only interval that can be positively correlated with sections in the Cordillera Oriental to thewest and Bolivia. A gradual coarsening to silty sandstones and the replacement of Cruziana by Skolithos dominatedichnofacies suggest a shallowing-upward section, capped by the thick-bedded, high energy quartz sandstones withpipe-rock structures of the Centinela Formation (middle and upper part of Global Stage 5). A shallowing-upward trendindicates the progradation of deltaic complexes, which in turn were erosively truncated by the waxing stage of theGondwanan Hirnantian (uppermost Ordovician) ice-cap represented by the Zapla Formation (Global Stage 6) alongthe Central Andes. Above the diamictite-rich Zapla Formation the Lipeón Formation (Silurian) is interpreted as relatedto repeated transgressive ravinement surfaces that truncated Fe+2 saturated estuaries after a waning glacial stage andisostatic rebound, favouring the deposition of oolitic ironstones and succeeded by the development of a Zoophycosdominated muddy shelf.

Key words: Paleoenvironments, Sequence stratigraphy, Ordovician, Sierras Subandinas, Northwest Argentina, Central Andean Basin.

R.A. Astini y L.F. Marengo 249

INTRODUCCIÓN

Depósitos ordovícicos se encuentranexcelentemente expuestos en la Cuenca AndinaCentral, abarcando el noroeste de Argentina, Boliviay Perú. Esta área es considerada como una de las másespectaculares en el mundo para el estudio de lassucesiones ordovícicas gondwánicas, mostrandoespesores mayores a los 5.000 m y exposicionescontinuas a lo largo de decenas de kilómetros en lastres principales regiones morfoestructurales en que sedivide (Puna, Cordillera Oriental y Sierras Subandinas-Sierras de Santa Bárbara) (Fig. 1). Asimismo, esteregistro se extiende hacia el subsuelo de la llanuraChaco-Paranaense donde se encuentra representa-do por menores espesores. Tradicionalmente, todasestas regiones fueron consideradas como cuencasseparadas, principalmente por la influencia de latectónica andina más reciente. De todos modos, nohay argumentos estratigráficos sustanciales para se-parar la historia sedimentaria ordovícica de estas pro-vincias morfoestructurales. Durante este intervalo lasdiferencias estratigráficas y paleontológicas, como eldesarrollo de discontinuidades, pueden ser explica-das sobre la base de la relativa continuidad de siste-mas depositacionales a lo largo de una misma cuenca.Bahlburg (1990, 1991) fue el primero en sugerir unaconexión entre los diferentes sistemas deposi-tacionales del noroeste argentino con una perspectivamoderna. Recientemente, Astini (2003) involucró alconjunto dentro de un sistema encadenado dedepozonas de antepaís, utilizando el modelo propues-to por DeCelles y Giles (1996).

Las sierras Subandinas, estudiadas originalmentepor Bonarelli (1913), fueron divididas hacia el norte(Bolivia), en dos sectores diferentes sobre la base desu comportamiento estructural: el Subandino (s.str.) yel Interandino (Tröeng et al., 1993; Kley et al., 1996;Kley, 1996). Ramos (1999) extendió este conceptoa los Andes de Argentina. La mejor sección para elestudio del Ordovícico clástico que allí se desarrolla,se encuentra a lo largo de una estructura anticlinalubicada en la Provincia de Jujuy, denominada sierra deZapla (Fig. 1).

El área de estudio del presente trabajo se encuen-tra sobre el río Capillas, el cual corta en sentidonoreste-suroeste esta estructura anticlinal de 80 kmde longitud, rumbo nornoroeste (N 30°W) e inmersiónsur-sureste. En esta región afloran en forma casi con-tinua, aunque sin base visible, algo más de 500 m dedepósitos clásticos que abarcan desde el Ordovícico

FIG. 1. Mapa de ubicación de la región de estudio y contextoregional (modificado de Astini, 2003).

Inferior alto (parte superior de la Serie Global 2) hastael Ordovícico Superior (Serie Global 6) inclusive, ylimitan en su techo con el Silúrico (Formación Lipeón;veáse Antelo, 1978). Este hecho la convierte en unade las únicas secciones estratigráficas del noroesteargentino donde el registro ordovícico inferior a supe-rior, equivalente a la conocida Formación Acoite (Turner,1960) de gran difusión en el ámbito de la CordilleraOriental y unidades más jóvenes, es prácticamentecontinuo.

El objetivo de esta contribución es brindar undetallado análisis paleoambiental que permita esta-


blecer una mejor vinculación de los depósitosordovícicos de la región subandina con el resto de lacuenca andina central. Este análisis permite asimismo,discutir aspectos de la estratigrafía secuencial y estable-

cer una curva relativa de fluctuaciones del nivel del marque se propone como referencia para este segmentode la historia ordovícica en el noroeste argentino.

FIG. 2. Columna estratigráfica sintética aflorante sobre el ríoCapillas, sierra de Zapla. Se detallan las facies y asocia-ciones de facies. El número de cada facies coincide con lanumeración del texto.

ANTECEDENTES

Si bien Harrington (en Harrington y Leanza, 1957)fue el primero en establecer nombres formales parala columna ordovícica de la sierra de Zapla, Monaldi etal. (1986) revisaron la estratigrafía y ordenaron lasunidades litoestratigráficas de uso formal, como ac-tualmente se las conoce.

Numerosos autores realizaron aportes en estaárea de estudio. Schlagintweit (1943), definió el ‘Ho-rizonte Glacial de Zapla’ de gran difusión en todo elnoroeste argentino (Astini, 2002). Angelelli (1946) seocupó de la geología y génesis del yacimiento ferríferode Zapla. Cecioni (1949) agregó observacionesdetalladas sobre el anticlinal. Finalmente, Nieniewski yWleklinski (1950) recopilaron muchos de los datos delos autores antes mencionados, discutieron laestratigrafía del anticlinal y construyeron el primermapa escala 1:50.000 de la sierra de Zapla.

Los últimos estudios en la zona (Marengo y Astini,2002; Astini y Marengo, 2003; Astini et al., 2003;Rubinstein, 2003a y b; Waisfeld y Henry, 2003;Sánchez et al., 2003) están referidos a lospaleoambientes, edades y contenido faunístico de lasucesión ordovícica, así como la relación de estacolumna con toda la cuenca ordovícica andina central.Una síntesis de estos aspectos fue publicada porAstini (2003). El presente trabajo sirve de base parala interpretación paleoambiental de las unidades ypara establecer su arreglo estratigráfico.

De base a techo la estratigrafía de la región secompone por las siguiente unidades: Formación Zan-jón (parte superior de la Serie Global 2 y Serie Global3); Formación Labrado (Darriwiliano y Serie Global 4),dividida en Miembro Laja Morada y Miembro Lagunilla;Formación Capillas (Darriwiliano alto y parte inferior dela Serie Global 5); Formación Centinela (parte mediay superior de la Serie Global 5) y Formación Zapla(Serie Global 6) (Fig. 2).


METODOLOGÍA

Se relevó el perfil geológico a lo largo del cursoinferior del río Capillas y afloramientos de zonasadyacentes (arroyo Zanjón, arroyo Los Matos y cursosuperior del río Capillas) para la confección de unacolumna estratigráfica general (Figs. 1 y 2). La locali-zación precisa de los puntos de la poligonal y demuestreo paleontológico se realizó con GPS. Lasdirecciones de paleocorrientes se tomaron en ondulitasde corriente y en estratificaciones cruzadas, utilizandola dirección de manteo. Adicionalmente, se plotearonfrentes de barras, ejes de estructuras de corte y rellenoy marcas de base lineales.

Las edades de las unidades fueron definidas enbase a palinomorfos (Rubinstein, 2003a y b). Si bienen el área de estudio es utilizada tradicionalmente lanomenclatura de las antiguas Series británicas (véaseBenedetto 2003 y trabajos allí citados), en estetrabajo se aplica la nomenclatura de Series globales(figura 2) propuesta en Webby et al. (2004). Lasmuestras paleontológicas corresponden a concentra-ciones fosilíferas de la Formación Zanjón. Muestras depelitas a lo largo de todo el perfil fueron extraídas para

análisis micropalinológico. La mayoría de las tra-zas fósiles reconocidas provienen de la FormaciónZanjón y Labrado, donde son más abundantes yestán mejor preservadas.

En la primera parte de este trabajo, se analizan lasfacies, asociaciones de facies y contenido icnológicode la columna general, independientemente de laestratigrafía del área. En la descripción e interpretaciónde las estructuras sedimentarias, se siguieron loslineamientos generales vertidos en Collinson yThompson (1989) y Tucker (1998). Para la descrip-ción de espesores se ha utilizado la terminología deIngram (1954). Paralelamente a este análisis de fa-cies, se estudiaron las asociaciones de trazas fósiles,determinando icnofacies para integrar esta informacióncon la anterior y así obtener una caracterización másacabada de los ambientes sedimentarios (Buatois etal., 2002). La segunda parte de esta contribuciónaborda el análisis paleoambiental de los depósitosde la sierra de Zapla, atendiendo a las unidadesformacionales e integrando toda la información para larealización de un análisis estratigráfico secuencial.

ANÁLISIS DE FACIES

FACIES HETEROLÍTICAS (FACIES 1)

Esta facies es recurrente en los primeros 120 m desección, más precisamente en la Formación Zanjón yel Miembro Laja Morada de la Formación Labrado.

Se trata de paquetes tabulares con estratofábricadelgada a muy delgada (1 a 10 cm) y fina intercalaciónde areniscas grises con pelitas gris verdosas (Fig.3A). La relación arena/pelita es variable siendo posi-ble diferenciar los tres tipos clásicos de laminaciónflaser, lenticular y ondulada.

La subfacies lenticular y ondulada presenta contac-tos netos y una variada gama de patrones de ondulitassimétricas en sus topes. Entre las más comunes sedesarrollan patrones con cierta asimetría y con crestaspuntiagudas, con diseños rectos, bifurcaciones en ‘y’griega, patrones romboidales y de interferencia. Tam-bién son comunes las variedades truncadas, los pa-trones de microondulitas (‘wrinkle marks’) y ondulitasde adhesión.

Dentro de esta facies y con frecuencia afectandolos intervalos pelíticos interpuestos entre trenes deondulitas, se desarrollan grietas de contracción que pre-sentan una gran variedad de patrones y anchos (entremm y cm), siendo desde embrionarios (Fig. 3B),hasta triangulares, pentagonales y hexagonales, enocasiones reemplazados con pseudomorfos de yesoy formando pavimentos agrietados. Además, puedenestar cortadas por trazas del tipo Skolithos (Fig. 3B).Interpretación. La marcada ritmicidad denota un patrónoscilatorio del flujo generador del depósito y la alter-nancia de procesos de decantación y tracción en elbajo régimen de flujo.

Los patrones de retrabajo de las subfacies lenticulary ondulosa, como ondulitas romboidales con crestaredondeada y ondulitas de interferencia, permiteninferir su desarrollo a poca profundidad (centímetrosdel pelo de agua) y bajo condiciones de flujososcilatorios o multidireccionales. El principal agentegenerador habría sido el oleaje inducido por el viento.


FIG. 3. A. Facies heterolíticas. Formación Zanjón; B. Facies heterolíticas. Tren de óndulas afectadas por grietas de sinéresis y cortadaspor tubos de Skolithos. Formación Zanjón; C. Facies de microconglomerados fosfáticos. Formación Zanjón; D. Facies de fangolitasrojo-moradas con grietas de desecación. Miembro Laja Morada, Formación Labrado; E. Areniscas con estratificación cruzada (Facies6). Mesoartesas. Miembro Lagunilla, Formación Labrado; F. Areniscas con estratificación cruzada tangencial (Facies 6). ‘Tidalbundles’. Miembro Lagunilla, Formación Labrado; G. Facies de pelitas verdes con intercalaciones de areniscas tabulares gradadas.Formación Capillas; H. Facies de diamictita matriz soportada maciza. Formación Zapla.


La exposición subaérea parcial está representadapor las variedades truncadas (arrasamiento erosivode sus crestas), ondulitas de adhesión y microondulitas,mientras que las grietas de desecación indican unaexposición y desecación más prolongada. El conjuntode estas estructuras y fábricas heterolíticas en análo-gos modernos se desarrolla, con frecuencia en regio-nes intermareales de planicies de marea y planiciesestuarinas (e.g., Allen, 1985).

En cuanto a las grietas de contracción con patronesembrionarios, pueden interpretarse como grietas desinéresis, similares a las grietas de desecación perooriginadas en el ambiente subácueo (Collinson yThompson, 1989). Se interpretan como resultado dela pérdida del agua contenida en sustratos arcillososcomo consecuencia de procesos de floculacióndiagenética temprana o por cambios de volumeninducidos por absorción diferencial de cationes duran-te variaciones de salinidad vinculadas con restricciónpaleoambiental (Collinson y Thompson, 1989). Debedestacarse que patrones de tubos verticales deSkolithos cortan a estas estructuras de contracción(Fig. 3B) a diferencia de lo que ocurre con las grietasde desecación. Las estructuras de desecación seasocian, en cambio, con ondulitas aplanadas y tapicescon microondulitas y desarrollan una gran variedad depatrones y anchos. Estos últimos junto a los reempla-zos con pseudomorfos de yeso implican exposicio-nes prolongadas y desecación completa. Lasmicroondulitas aparecen junto a tapices microbiales enambientes muy someros y tranquilos (Hagadorn yBottjer, 1997) y en ocasiones se combinan conondulitas de adhesión, que indican superficies húme-das con acción eólica.

FACIES DE ARENISCAS FANGOSAS

BIOTURBADAS (FACIES 2)

En parte del Miembro Laja Morada y la secciónsuperior del Miembro Lagunilla de la Formación La-brado, donde la traza fósil dominante es Diplo-craterion, esta facies suele intercalarse con la facies 1.

Se trata de areniscas fangosas bioturbadas, decolores grises y con pobre diferenciación interna de lasestructuras mecánicas. En general, esta facies sedestaca por la dominancia casi exclusiva de un tipo detraza fósil, la que resulta tan penetrativa que impideapreciar estructuras primarias. En horizontes con mez-cla incompleta y cierta ‘transparencia’ pueden obser-varse fábricas heterolíticas.

Interpretación. Se trataría de intervalos heterolíticosmodificados (homogeneizados) por acción de la in-tensa bioturbación, a partir de organismossuspensívoros que habrían colonizado el fondo.

FACIES DE MICROCONGLOMERADOS

FOSFÁTICOS (FACIES 3)

Esta facies se encuentra bien representada en laFormación Zanjón y el Miembro Laja Morada de laFormación Labrado, constituyendo niveles distinti-vos por su coloración oscura.

Se trata de delgados niveles de conglomeradosfinos con clastos de composición fosfática y bioclastosque aparecen con contactos netos y gradación normal,intercalados con la facies 1. Lateralmente son discon-tinuos y pueden formar lentes de hasta 70 cm deespesor (Fig. 3C).

Internamente, poseen una fábrica bien condensa-da (clastosoportada en general) con clastossubredondeados de fosforita y areniscas fosfáticas yuna alta fragmentación de los bioclastos. Localmente,se observan rasgos de bioturbación sobreimpuestosaumentando el porcentaje de finos intersticiales. Lamatriz es limo-arcillosa, aunque a veces participangránulos de cuarzo, y el cemento es carbonático. Losbioclastos corresponden a fragmentos de braquió-podos linguliformes, según puede determinarse porla estructura interna laminar y el color pardo que seobserva al microscopio, con extinción ondulosa en luzpolarizada, característica del fosfato de calcio quecompone sus valvas. Los clastos de areniscasfosfáticas están compuestos de granos de cuarzofinos, medianos y gruesos unidos por un cementofosfático y calcita recristalizada.Interpretación. Esta facies presenta característicasde acumulaciones condensadas (hiatales). Por sumezcla interna y grado de condensación mecánica,constituyen típicos depósitos retrabajados o queparticiparon de un prolongado proceso de recicladoy concentración. Föllmi et al. (1991) y Föllmi (1996)denominan este tipo de acumulaciones fosfatosalóctonos o transportados entendiéndolos como elresultado de períodos cortos de alta energía (e.g.,tormentas), durante los cuales los depósitos prima-rios son expuestos en la interfase agua-sedimento,alterados y retransportados. Dichos autores sostie-nen que representan depósitos derivados del retra-bajo de fosfatos autóctonos (‘pristine phosphates’) ofosfatos condensados (‘condensed phosphates’).


Algunas de las características de los fosfatos trans-portados son sus bases netas, la gradación internay la mezcla de partículas fosfáticas con otro tipo deminerales como en este caso cuarzo y bioclastos.El alto grado de fragmentación de los bioclastosapoya, además, el carácter sedimentológico (sensuKidwell et al., 1986) del depósito.

Si bien el origen primario del fósforo está endiscusión, se proponen fuentes continentales alterna-tivas a los surgimientos oceánicos (‘upwelling’). Suaporte desde el continente (‘continental runoff’) yconcentración inducida por productividad orgánica escomún cuando la acumulación se produce en ámbitosrelativamente restringidos como albúferas o sistemasestuarinos (Tucker, 2001). La aparición de abundan-tes linguliformes es coherente con esta hipótesis, yaque éstos indican ambientes de depositación conmarcado estrés ambiental (variaciones de salinidad,temperatura y oxigenación del fondo) (Emig, 1997).Los sedimentos pelíticos son los que suelen contenera los fosfatos adsorbidos en forma de coloides, queparticularmente se concentran durante etapas de es-casa oxigenación durante la eodiagénesis. En losambientes someros de plataforma su precipitación esinducida a partir de eventos de oxidación repentinos,que se vinculan con actividad de tormentas.

FACIES DE ARENISCAS CON DEFORMACIÓN

SINSEDIMENTARIA (FACIES 4)

Esta facies se desarrolla en la transición del Miem-bro Laja Morada de la Formación Labrado con launidad infrayacente (sobre el curso inferior del ríoCapillas) y en el arroyo Zanjón.

Son areniscas macizas afectadas por convo-luciones y estructuras en almohadilla (‘ball and pillow’).En los contactos con litologías más finas desarrollancalcos de carga de hasta 1m de ancho y 0,5 m deamplitud. Internamente son homogéneas y desarro-llan replegamiento interno. Ocasionalmente, los lóbu-los arenosos se desprenden de la capa arenosa yconstituyen estructuras en almohadilla. Estos lentes seencuentran aislados o rodeados por material fangoso.Interpretación. El mecanismo de formación de estasestructuras está dado por flujo plástico inducido porgravedad, que actúa sobre capas de arenainconsolidadas y en situación inestable. Al ser el materialrápidamente depositado sobre un sustrato de com-posición contrastante, se produce una interdigitación yconsecuente deformación sinsedimentaria. En am-bientes con altas tasas de sedimentación o sedimenta-

ción súbita, como por ejemplo en facies de canal,constituyen rasgos comunes. Asimismo, su forma-ción puede ser inducida por sismicidad.

FACIES DE FANGOLITAS ROJO-MORADAS

(FACIES 5)

Esta facies es característica de la Formación Labrado.Se trata de fangolitas moradas a verdes con un

elevado índice de bioturbación, evidenciado porabundantes moteados. El rasgo más destacado es laicnofábrica que alcanza índices de icnofábrica entre 4y 6 (Droser y Bottjer, 1989), caracterizada por ladestrucción de la laminación interna y fábrica primaria.Se presenta en bancos de hasta medio metro deespesor y buena continuidad lateral intercalada entrefangolitas arcillosas o en conjuntos amalgamados concontacto difuso entre capas. Desde el punto de vistatextural, está compuesta por mezclas variables defango y arena. Con respecto a la coloración, presentala particularidad de no ser homogénea.

Son comunes los niveles con grietas de contrac-ción por desecación, en el tope de las fangolitas. Lasestructuras de contracción desarrollan profundidadesvariables de hasta 10 cm y anchos de hasta 2 cm ysuperposición de patrones regulares (triangulares,rectangulares, pentagonales) (Fig. 3D).Interpretación. Las fangolitas constituyen mezclastexturales inducidas por bioturbación. La naturalezaprimaria de la estratofábrica se desconoce pero porla existencia de relictos primarios y elevada propor-ción de fango, se interpreta que se habría tratado defacies heterolíticas, indicando niveles de energía ba-jos y períodos de gran actividad biogénica. Ocasio-nalmente, estos bancos habrían quedado semiex-puestos con la consecuente generación de pavimen-tos con grietas de contracción. Por otro lado, la colora-ción de las sedimentitas así como su textura moteadaseñalarían períodos de fluctuación de la capa freática.

FACIES DE ARENISCAS CON ESTRATIFICACIÓN

CRUZADA (FACIES 6)

Esta facies está bien representada en el MiembroLagunilla de la Formación Labrado.

Se trata de areniscas moradas y grises, donde esposible reconocer conjuntos de estratos (‘cosets’)amalgamados de hasta 15 m de espesor, que repre-sentan la superposición de formas de lecho de distintaescala. En general, constituyen cuerpos con gradaciónnormal.


SUBFACIES DE ARENISCAS CON ESTRATIFICA-

CIÓN CRUZADA DE MICROESCALA (SUBFACIES

6A)

Se trata de conjuntos de laminación cruzada (entre3 y 5 cm de espesor) desarrollados en la partesuperior de los bancos, con juegos de estratificacióncruzada de mayor escala. Contiene variedades delaminación escalonada o ascendente, incluyendo for-mas en fase y fuera de fase. Las formas de lechoreconocidas en planta son trenes de ondulitasasimétricas con crestas continuas y sinuosas hastalinguoides. Asimismo, se observan patrones de ondu-litas simétricas con crestas puntiagudas y valles cón-cavos, ocasionalmente con desarrollo de topes trun-cados. En los valles también es frecuente el desarrollode trenes de ondulitas de interferencia. A veces estossectores están cortados, a su vez, por grietas de dese-cación y tubos verticales de Skolithos. Con menorfrecuencia pueden observarse surcos epicniales cons-tituidos por extensas trazas de Cruziana.Interpretación. Los niveles con ondulitas de crestaasimétrica y diseños sinusoidales a linguoides y concrestas redondeadas son producto de corrientesunidireccionales en el bajo régimen de flujo. Losconjuntos con patrones escalonados reflejan altastasas de sedimentación. En tanto, los patrones simé-tricos con crestas puntiagudas son producto de oleaje,en ocasiones con translación, hecho que queda refle-jado en los patrones internos fuera de fase y desarrollode ángulo de trepada. Los patrones de interferencia,al igual que las crestas arrasadas, indican muy escasaprofundidad y hasta exposición subaérea. Esta últimaestá acentuada por las grietas de desecación. Los tubosde Skolithos sobreimpuestos reflejan el asentamientode comunidades suspensívoras previas a la exposi-ción subaérea, aunque se han observado relacionesde corte inversas.


CIÓN CRUZADA DE MESOESCALA (SUBFACIES

6B)

Se trata de areniscas medianas a gruesas conconjuntos de estratificación cruzada planar, asintótica yen artesas de hasta 1,5 m de espesor individual, conángulos de reposo de entre 25°- 35° (Fig. 3E). Enplanta, ha sido posible reconocer la geometría de lasformas de lecho, siendo las más comunes las de crestasinuosa del tipo de las dunas (3D) y más raras lasondas de arena (2D). El ancho de las artesas varía entre

0,5 y 3 m. Las paleocorrientes medidas indican sentidospredominantes hacia 260° aunque, en menor medida,se desarrolla una moda secundaria con sentido opues-to que genera rosas bipolares. No se reconocieronpatrones de estratificación espigada u ondulitas acontracorriente trepando sobre las caras de avalancha.Interpretación. Las dunas de tipo 2D y 3D reflejancondiciones de flujo unidireccional en la parte superiordel bajo régimen, afectando arenas medias a gruesas.Estas formas se incluyen dentro del campo de lasmegaóndulas de los diagramas de Harms et al. (1982).Los cambios de espesor de los juegos de láminascruzadas (‘sets’) son, en general, producto de etapasde erosión intermedias. Las variedades con termina-ciones doblemente asintóticas indican ausencia deerosión. Aquellas con terminación angular indican unamayor tasa de movimiento de las formas de lecho yson comunes en ambientes con altas tasas de sedi-mentación. Las terminaciones asintóticas reflejan, encambio, un tiempo de exposición más prolongado alos efectos de contraflujo, haciendo que las caras deavalancha sean más tendidas.

Las estructuras dominantes en esta subfacies, aligual que en la subfacies 6a, son comunes en canalesy barras, en general.


CIÓN CRUZADA DE MEGAESCALA (SUBFACIES

6C)

Se trata de cuerpos lenticulares de areniscasmedianas a gruesas con estratificación cruzadasigmoidal, con longitudes de onda del orden de ladecena de metros y amplitudes del orden de 1 a 2 m.Se midieron megartesas de hasta 20 m de ancho,compatibles con secciones transversales de ba-rras. Internamente, muestran muy buen desarro-llo de estratificación sigmoidal con particionespelíticas y cubiertas de fango. En ocasiones, losconjuntos de bancos con estratificación sigmoidalllegan a tener hasta 15 m de espesor. Formas delecho de meso y microescala se superponen co-múnmente en las concavidades de los planos deestratificación cruzada sigmoidal, donde asimismopueden aparecer acumulaciones bioclásticas de fósi-les linguliformes muy fragmentados, a veces acompa-ñadas de pequeños clastos fosfáticos. Las paleoco-rrientes predominantes indican sentido de este aoeste (~ 250° a 300°).

Los tapices pelíticos entre láminas o conjuntosde láminas poseen mejor preservación hacia la base de


los conjuntos y se caracterizan por su agrupamien-to cíclico (Fig. 3F).Interpretación. La estratificación cruzada sigmoidalse asocia con migración de barras y bancos arenososen ambientes poco profundos (submareales). Esprobable que la acumulación de arenas esté favore-cida por corrientes mareales que potencian la forma-ción de paquetes mareales (‘tidal bundles’) que refle-jan un avance cíclico de las formas de lecho (Kreisay Moiola, 1986). Los tapices pelíticos se interpretancomo pantallas de fango producto de decantación enlos momentos de quietud entre mareas y son mejorpreservados en la parte inferior de los juegos delaminas cruzadas afectados por menor erosión (Nio yYang, 1991). Estas megaformas generalmente lle-van sobreimpuestas otras estructuras sedimentariasde menor escala (cf. Boersma y Terwindt, 1981).

FACIES DE ARENISCAS CUARZOSAS CON

TUBOS VERTICALES (FACIES 7)

Esta facies es recurrente dentro de la FormaciónCentinela.

Se trata de areniscas cuarzosas finas, medianas ygruesas, bien seleccionadas y de colores blanqueci-nos, dispuestas en bancos gruesos a muy gruesos,con tubos verticales en gran densidad, que le otorganaspecto de empalizada y son conocidas en la literaturacomo ‘pipe rocks’ (Droser, 1991). Los tubos superanlos 15 cm de largo y son asignables al icnogéneroSkolithos. Una característica sobresaliente de estafacies es que en el afloramiento forma paredonesresistentes a la erosión en los cuales es difícil individua-lizar la estratofábrica primaria debido a la intensabioturbación.Interpretación. La fábrica intensamente bioturbaday la baja icnodiversidad es común en ambienteslitorales con energía moderada a alta y buena dispo-nibilidad de nutrientes y en nuestro caso impide elreconocimiento de estructuras primarias diagnósticas.La profusión de tubos verticales es compatible conambientes donde las condiciones de alta agitaciónposibilitan la presencia de abundantes partículas or-gánicas en suspensión que determinan como tipotrófico dominante a los organismos suspensívoros(Pemberton et al., 1992a). Estos organismos habríanadoptado un hábito de vida infaunal para protegersede la elevada energía del ambiente, construyendoestructuras que sirvieron de habitáculo más o menospermanente (e.g., Droser, 1991). La composicióndominantemente cuarzosa de esta facies resulta com-patible con un ambiente de elevada energía.

FACIES DE ARENISCAS SABULÍTICAS MACIZAS

(FACIES 8)

Esta facies es recurrente dentro de la FormaciónLabrado tanto en el flanco occidental como en el flancooriental del anticlinal de Zapla.

Se trata de areniscas sabulíticas que rápidamentepasan a areniscas medianas grises y desarrollan enalgunos sectores estratificación cruzada grosera. La basede los estratos es muy irregular y erosiva, desarrollandosuperficies de corte y relleno (‘gutters’) con perfiles enV, aproximadamente simétricos y bien marcados, dehasta 1m de extensión lateral y 0,3 m de profundidad.Interpretación. La facies 8 está vinculada a flujoscanalizados de alto régimen. El carácter sabulítico delgrano contrasta ampliamente con el tamaño de granosupra e infrayacente, además de poseer menor se-lección y madurez mineralógica, por lo que se infiereun cambio marcado en las condiciones del mediosedimentario asociado a un intervalo erosivo.

FACIES DE PELITAS VERDES (FACIES 9)

Esta facies es característica de la sección inferior ymedia de la Formación Capillas.

Se trata de fangolitas limo-arcillosas grises verdo-sas, que se encuentran intercaladas con la facies 10(Fig. 3G). La estratificación es delgada a muy delgaday los bancos individuales presentan buena continui-dad lateral. Ocasionalmente, se preserva estratifica-ción lenticular, donde se destacan lentes areno-limosos.

Dentro de esta facies resaltan niveles tabulares, másarenosos, con abundantes Phycodes, las cuales borrantodo tipo de estructuras. En algunos sectores, no obstante,pueden diferenciarse ejemplares relícticos de Cruziana.Interpretación. Estos depósitos resultan de un pre-dominio de procesos de decantación en ambientes‘tranquilos’ por debajo del tren de oleaje, aunque losesporádicos niveles heterolíticos indican una ciertainfluencia del oleaje.

FACIES DE ARENISCAS TABULARES GRADADAS

(FACIES 10)

Esta facies es característica de la Formación Capi-llas. Se trata de estratos de areniscas delgados,continuos y tabulares, que resaltan muy bien en elafloramiento por alternar con las pelitas de la facies 9(Fig. 3G). Tienen base neta y gradación normal. Lasestructuras más representativas son laminación para-lela, ondulítica y raros retrabajos por trenes de ondulitassimétricas en los topes. Ocasionalmente aparecen


niveles con concentraciones bioclásticas, con fábricasabiertas (‘shelter’) y geopetales, portadoras de restosde bivalvos (Zaplaella gen.nov., Sánchez et al.,2003) y trilobites (Huemacaspis y Hoekaspis n.sp.,Waisfeld y Henry, 2003).Interpretación. Estos intervalos arenosos gradadospueden vincularse con flujos desacelerantes originadospor la acción de tormentas. Sin embargo estructuras endomo y cuenco no fueron observadas. Tanto la grada-ción como la secuencia de estructuras y la presencia desaltuarias coquinas en la base son comunes de capas detormenta e indican una disminución gradual entre el altoy el bajo régimen de flujo. La participación de retrabajosde oleaje en el tope indica que, en general, fueronafectadas por la base del tren de oleaje de tiemponormal. Las bajas relaciones de arenisca/pelita de estafacies en relación a la facies 9, la tabularidad de losestratos y ocurrencia de concentraciones bioclásticasindican que se trataría de depósitos de tormenta.

FACIES DE DIAMICTITA MATRIZ SOPORTADA

MACIZA (FACIES 11)

Esta facies aparece en la Formación Zapla.Regionalmente, se dispone en contacto neto sobreareniscas blanquecinas de la Formación Centinela,aunque localmente apoya sobre facies más finas.

Se trata de una fangolita guijosa de color gris oscuro(pardusco en caras meteorizadas) con bloques sus-pendidos y frecuentes lentes de areniscas cuarzosas.Su aspecto de campo es macizo con estratofábricamal desarrollada. El espesor de esta facies llega atener 18 m en el flanco occidental del anticlinal de Zapla(próximo a la desembocadura del arroyo Los Matos enel curso superior del río Capillas) (Fig. 1). En la margenizquierda del curso inferior del río Capillas, y a 5 m dela base, se hallaron clastos subredondeados, faceta-dos, pulidos y estriados de lamprófiros y areniscasverdes.

Texturalmente la diamictita es maciza y tiene clastosde variada composición, pero mayoritariamente degranitos y areniscas cuarcíticas. Los cuerpos cuarcíticostienen ancho y espesor variable e internamente estándeformados, mostrando replegamientos de la lamina-ción primaria (Fig. 3H).

Desde un punto de vista petrográfico se trata deuna grauvaca cuarzosa con parches cuarzo-líticos, esdecir de areniscas fangosas con abundante matrizarcillo-limosa de soporte entre los granos, que sondominantemente cuarzosos. Su textura es polimodaly los granos de cuarzo son redondeados a subredon-deados y, en general, monocristalinos. Ocasionalmen-

te, presentan caras fragmentadas (cóncavas) y hábitosaciculares. Los litoclastos son de rocas pelíticas yexcepcionalmente se observan gránulos que po-drían pertenecer a rocas graníticas.Interpretación. Se interpretan como depósitosgravitacionales dominantemente cohesivos (Postma,1986). Posiblemente deriven de flujos de detritos condinámica interna laminar y depositación en masa. Estoúltimo explica el aspecto macizo. Esta facies es com-parable con las Dmm de Eyles et al. (1983, 1985) yla presencia de clastos estriados confirma su origenglacial (tillita).

FACIES DE ARENISCAS MAL SELECCIONADAS

GRADADAS (FACIES 12)

Estos depósitos se reconocieron únicamente enel flanco occidental del anticlinal de Zapla (Fig. 1) en eltope de formación homónima.

Son capas de areniscas cuarzosas amarillentascon desarrollo de gradación normal y términos lamina-dos hacia el tope y espesores variables entre 0,1 y0,5 m. En su base poseen buen desarrollo de turbo-glifos. Ocasionalmente, se encuentran amalgamadasy de acuerdo con su continuidad lateral pueden clasi-ficarse como lenticulares a intermedias dado que seacuñan lateralmente en el orden de la centena demetros.

Internamente, desarrollan una sutil gradación inver-sa próxima a la base y gradación normal en el resto dela capa. En la parte superior de algunas capas sedesarrolla laminación paralela difusa y laminación cru-zada. Dentro de este término resaltan algunos gránu-los sobredimensionados (hasta de 1 cm) que tienenaspecto de clastos caídos. Desde el punto de vistatextural, las areniscas son marcadamente bimodalesy la fracción gruesa (sabulítica) posee una muy buenaredondez. La roca presenta una marcada cementación.Interpretación. Se la interpreta como depósitosinducidos por flujos gravitacionales turbulentos en losque se verifican varias de las texturas y estructurastípicas; entre ellas, gradación inversa-normal, laminacióndifusa y cruzada de pequeña escala. La escasez dematriz y el soporte dominantemente granular como asítambién la presencia de marcas erosivas (turboglifos),indican mecanismos de transporte a partir de flujosturbidíticos de alta concentración con desarrollo deturbulencia. La mezcla granulométrica y la bimodalidades común en flujos turbulentos. Asimismo, la presen-cia de clastos sobredimensionados podría explicarsea partir de fuerte turbulencia o como efecto de la caídade clastos desde cuerpos de hielo flotante (balsaje).


Esta facies es comparable con la facies Dmg deEyles et al. (1983, 1985).

La geometría lenticular de estas facies y la frecuen-te amalgamación de cuerpos permite interpretarlas co-mo depósitos canalizados. En este sentido, se obser-van terminaciones ascendentes de tipo solapamientoexpansivo (‘onlap’) contra superficies basales erosivas.

FACIES DE ARENISCAS MAL SELECCIONADAS

FINAMENTE ESTRATIFICADAS (FACIES 13)

Esta facies se desarrolla comúnmente hacia eltramo superior de la Formación Zapla y se disponeen contacto neto sobre las diamictitas macizas.

Son sucesiones relativamente delgadas defangolitas guijarrosas con estratificación muydelgada (1-2 cm) donde se intercalan láminasmuy finas (~0,1 cm) de material pelítico. Las capasde fangolitas guijarrosas son fangosoportadas e inclu-yen clastos subangulosos de tamaños variados que,en general, no superan los 2 cm. No obstante, haycasos en los que el tamaño máximo de clasto duplicael espesor de capa.Interpretación. Estas diamictitas bandeadas soncomparables con las diamictitas estratificadas (Dms)de la clasificación de Eyles et al. (1983, 1985). Seinterpretan como una alternancia de lluvias masivas declastos (‘rain-out till’) separadas por intervalos dedecantación pelítica a partir de suspensión a través deuna columna de agua. El hecho de que ocasionalmen-te el tamaño máximo de clasto supera el espesor delas capas indica la frecuente superposición de proce-sos de caída individual a partir de balsaje glacial.

FACIES PELÍTICAS CON CLASTOS CAÍDOS

(FACIES 14)

Se desarrolla en contacto transicional sobre lafacies 13 y está particularmente bien representada enla Formación Zapla, en ambos flancos del anticlinal.

Se trata de pelitas arcillosas verdes oscuras anegras, finamente laminadas, que ocasionalmentecontienen clastos sobredimensionados, de hasta 10cm de diámetro, que incurvan la laminación. La compo-sición de los clastos es normalmente de areniscas,pero se han hallado de limolitas y de rocas graníticas.Si bien las formas son subredondeadas algunosclastos presentan caras aplanadas y estríassubparalelas al eje mayor.

Esta facies alcanza un espesor de 1,75 m. En elflanco oriental se intercalan algunas delgadas

láminas arenosas con trenes de ondulitas ham-brientas (‘starved ripples’). Intervalos muy delga-dos de pelitas negras se intercalan entre las are-niscas mal seleccionadas y gradadas (facies 12).Interpretación. Se trata de depósitos de arcilitaslaminadas producto de decantación subácuea. Lapresencia de clastos dispersos perturbando la delica-da laminación y produciendo una notable inflexión(particularmente mejor desarrollada en la base) permi-te interpretar estructuras de percusión que son pro-pias de clastos caídos. Este tipo de estructura es muycomún en ambientes periglaciales si bien puede estarpresente en otros contextos. La presencia de estríasy superficies planas en los clastos constituye, encambio, una evidencia unívoca de la actividadmodeladora de hielo. Se corresponde con la facies Fd(‘fines with dropstones’) de Eyles et al. (1983 y 1985).Los niveles con delgadas óndulas de arenisca fina sehabrían acumulado por efectos de flujos diluidos del tipode las turbiditas de baja concentración, que suelen formartrenes de óndulas saltuarias, de escaso relieve.

FACIES DE ARENISCAS FERRUGINOSAS

(FACIES 15)

Fue reconocida en el curso superior y en la margenderecha del curso inferior del río Capillas, cubriendo ala Formación Zapla.

Se trata de cuerpos de colores pardo-violáceos,medianos a gruesos (con espesores máximos de2,20 m), con geometría tabular, localmente adel-gazados y compuestos por abundantes ooidesferruginosos. Estos depósitos presentan evidenciasde bioturbación reflejada por un intenso moteado. Ensu interior están formados por varias capas macizas deentre 15 y 1,5 cm de espesor, con geometrías irregu-lares y en parte nodulares, que lateralmente se reem-plazan e interdigitan entre sí. Hacia la base comprendenintraclastos pelíticos y algunos nódulos fosfáticos subre-dondeados y gránulos de cuarzo. En afloramientos ensectores de la mina Puesto Viejo (Fig. 1), esta faciespresenta un desarrollo de estratificación cruzadasigmoidal de hasta 2,1 m de espesor y terminacionestangenciales tanto por la base como por el techo.

Al microscopio dentro de estos horizontes ferríferoses posible reconocer sectores con mayor enriqueci-miento de componentes clásticos (cuarzo y micas),presentando el conjunto una fuerte cementaciónhematítica que le imprime la coloración rojiza. Laspartículas ferruginosas son fundamentalmente granosrecubiertos (‘coated grains’), bien redondeados


(entre 0,2 y 0,5 mm), compuestos por chamositadispuesta en láminas concéntricas o cortezas congrados variables de oxidación. Estas oolitas pue-den tener secciones más prismáticas cuando seencuentran fuertemente compactadas o en la proxi-midad de superficies de disolución que separancapas. No se hallaron bioclastos.Interpretación. Aunque los depósitos, en general,carecen de estructuras mecánicas visibles, por sutextura, buena selección, escasa matriz fangosa ydisposición tabular pueden interpretarse como depó-sitos de alta energía. Los bancos con estratificacióncruzada, identificados más al sur, indicarían la presenciade barras con influencia de mareas. En este sentido,los sigmoides con terminación tangencial y cubiertasde fango resultan estructuras diagnósticas de proce-sos mareales. Los colores rojizos que posee el de-pósito se deben a procesos de oxidación que corres-ponden a una marcada alteración diagenética y super-ficial. De lo contrario, este tipo de depósitos de hierrochamosítico suele presentar colores verdes.

Con respecto a la génesis, puede ser tanto prima-ria, vinculada a variaciones de las concentraciones dehierro disuelto (Bossi y Viramonte, 1975; Bradshawet al., 1980; Frakes y Bolton, 1984; Van Houten,1986; Cotter, 1988) y potenciadas por oscilacionesdel nivel del mar y desarrollo de microambientes deprecipitación (e.g., estuarios), como secundaria, a

partir de reemplazo diagenético temprano deooides carbonáticos (Kimberley, 1979 y 1980).

FACIES DE ARENISCAS MICÁCEAS FANGOSAS

(FACIES 16)

Esta facies aparece en la Formación Lipeón.Se trata de areniscas limosas verde-amarillentas a

grises oscuras, con abundante mica y afectadas porintensa bioturbación. La estratificación es mediana adelgada, aunque de pobre resolución. La bioturbaciónha borrado en parte la estructuración primaria y funda-mentalmente se reconocen Chondrites y Zoophycoscomo formas dominantes. Las segundas están bienrepresentadas en los planos de partición y llegan a tenerdiámetros de lóbulo de hasta 35 cm. Chondrites cortaa Zoophycos estando representada por tubos depequeño diámetro (~0,2-0,3 cm) y relleno más fino.Interpretación. Dado que no pueden reconocerseestructuras sedimentarias mecánicas resulta difícil es-tablecer una interpretación hidrodinámica de esta fa-cies. La intensa bioturbación y mezcla que le otorga elaspecto fangoso a la unidad indicaría que se trata defacies de plataforma asignables a la icnofacies deZoophycos dominada por faunas detritívoras de bajaicnodiversidad. Para Frey y Seilacher (1980) y Freyy Pemberton (1984, 1985) la oxigenación pobre esun factor clave en la presencia de esta asociación.

ASOCIACIONES DE FACIES

ASOCIACIÓN DE LLANURAS DE MAREA

Agrupa a las facies 1 y 2 que corresponden adepósitos de llanura de marea mixta, desarrolladas enun sector intermareal, con dominio de corrientes deflujo y reflujo. Las transiciones hacia llanura arenosa ohacia la llanura fangosa están representadas, respec-tivamente, por el dominio de estratofábricas lenticulara flaser y lenticular a ondulosa. La llanura mixta sedesarrolla entre el límite de la marea alta (pleamar) yel límite de la marea baja (bajamar), donde la transicióna la llanura fangosa refleja niveles de menor energíadominada por procesos de decantación.

También se incluyen en esta asociación las facies6a y b, las cuales son producto de la migración deformas de lecho del tipo de las dunas y se interpretancomo relleno de canales mareales que surcan la llanura,siendo estrechos y sinuosos en el sector intermareal

alto. Estas facies hacia su parte superior muestranclaras evidencias de somerización y exposiciónsubaérea, como lo indica la facies 5 con importantedesarrollo de pavimentos poligonizados. Por otrolado, la intercalación con la facies 4 puede deberse aldesarrollo de flujos densos dentro de estos canalesfluviales, mientras que la facies 3 aparece ligada consuperficies erosivas que podrían interpretarse comodepósitos residuales producto de erosión y acumu-lación de depósitos fosfáticos previos.

ASOCIACIÓN DE PLANICIES ARENOSAS

SUBMAREALES

Esta incluye las facies 6a, b y c, que representandepósitos de barras activas e inactivas y áreas deinterbarra, con claro domino de mareas, donde esposible reconocer una jerarquía completa de formas


de lecho típicas de acción mareal. Las dunas de arenapermiten inferir una posición submareal de estosdepósitos, posiblemente en correspondencia con laporción axial de sistemas estuarinos macromareales,donde los complejos de barras poseen unaelongación paralela a las corrientes de flujo y reflujo.

La transición de la planicie mixta a la planiciearenosa, en situación submareal está representadapor la facies 5. En este sector, la bioturbación es tanintensa que borra todas las estructuras primarias,conservándose algunos vestigios de ritmicidad are-na-pelita (marealitas). Localmente, se observan tran-siciones entre la facies 5 y la 2 tratándose de intervaloscon mayor relación inicial de arena-pelita.

ASOCIACIÓN FLUVIO-ESTUARINA

La facies 8 (areniscas sabulíticas macizas) sedesarrolla en contacto neto ondulado y con caráctererosivo sobre asociaciones de planicie mareal. Lagranulometría y ausencia de evidencias paleontológi-cas e icnológicas indicativas de una génesis marinapermite interpretar que estos depósitos pueden serde origen fluvial, tratándose de facies residuales defondo de canal. Además, esto es consistente con lanaturaleza erosiva de sus contactos basales, eviden-ciando un fuerte contraste paleoambiental con la asocia-ción de facies de planicies mareales.

ASOCIACIÓN DE PLATAFORMA TRANSGRESIVA

Las facies 9 y 10 representan depósitos de unaplataforma situada, en general, por debajo de la accióndel oleaje de buen tiempo, con superposición de even-tos de tormenta. Ésta presenta relaciones arenisca:pelitaque varían entre 1:10-1:5 en la base hasta 1:1 próxi-mo al tope, describiendo un arreglo estratocreciente.Cabe remarcar que esta asociación es la única quepresenta faunas de un ambiente marino franco.

ASOCIACIÓN DELTAICA

Esta asociación está representada por las facies 1,2, 4, 7 y 9. Si bien la característica saliente es el arregloestratocreciente representado por el pasaje entre lasformaciones Capillas y Centinela, no se individualizanítidamente la división tripartita que caracteriza a deltasfluviodominados. Esta es una característica propiade los deltas dominados por mareas (deltas destructivos)donde la acción combinada de mareas y oleaje con-

tribuyen a la rápida dispersión de los sedimentos(Bhattacharya y Walker, 1992).

El arreglo estratocreciente entre las formacionesCapillas y Centinela está acompañado por la progre-siva desaparición de faunas marinas abiertas y elincremento gradual de la bioturbación. Ello implicala progradación de un sistema deltaico, donde laestratofábrica resulta del proceso modelador domi-nante. Así, por ejemplo, la facies 7 denota condicionesde alta energía, similares a las que caracterizan a unacara de playa (‘shoreface’) superior a medio. En talsentido, Buatois et al. (2002) señalaron que la cara deplaya media es el ambiente más propicio para eldominio de la icnofacies de Skolithos. No obstante ensectores más expuestos del frente deltaico se habríadesarrollado la facies 4, mientras que en los sectoresmás protegidos, con dominio de mareas, lo habríanhecho preferencialmente las facies 1 y 2.

Es importante remarcar que si bien en depósitosde frente deltaico de sistemas fluviodominados, co-múnmente se produce la inhibición de suspensívorosdebido a la abundancia de partículas finas en suspen-sión, no ocurre lo mismo con sistemas dominados poroleaje o por mareas, en dónde es posible encontrarla icnofacies de Skolithos bien desarrollada (Gingraset al., 1998). Buatois et al. (2003) señalan la presen-cia de abundantes tubos verticales de suspensívorosen depósitos arenosos también interpretados comode frente deltaico en unidades ordovícicas de la Cor-dillera Oriental (Provincia de Salta, Argentina).

ASOCIACIÓN DE PLATAFORMA GLACIMARINA

Esta asociación agrupa al conjunto de facies devinculación glacial y gravitacional. La facies 11 seinterpreta como el producto de depósitos en masaprocedentes, alternativamente, de la fusión masivade la base de hielos flotantes o por flujos gravitacionales(tills de flujo o tills resedimentados). Éstos caracterizana asociaciones subglaciales o proglaciales proximalesdonde se produce la acumulación inestable dediamictos durante etapas estacionarias o de retroceso(Boulton, 1975). Es común que estos depósitosestén sujetos a reflujo o removilización (tills de flujo;Hicock, 1990) los cuales son muy difíciles de recono-cer (Dreimanis, 1979; Deynoux, 1985). En la zona deestudio, se han identificado niveles con lentes deareniscas que indican una marcada inestabilidad delsistema depositacional. Similares estructuras y patro-nes de depósito caracterizan a esta unidad a nivel


regional, pudiendo tratarse de cuerpos arenosos de-positados rápidamente, que con posterioridad, ycuando estaban aún inconsolidados, se deformaronpor carga y licuefacción. En este sentido, la facies 12representaría los niveles arenosos no deformadosque, en conjunto, permiten sugerir rellenos de canalessubmarinos en ambientes de talud. Salvo las pelitasnegras que se asocian no existen indicadores inde-pendientes de la paleobatimetría, pero se infierensituaciones relativamente profundas o fuera del alcan-ce de la energía del oleaje.

Las facies 13 y 14 corresponderían a depósitossubácueos proglaciales del tipo de los tills de lluvia(‘rain out tills’) producidos a través de una columna deagua. La presencia de clastos caídos con estructurasde impacto bien desarrolladas indican procesos debalsaje glacial comunes en secuencias proglaciales.Asimismo, la presencia de niveles muy delgados deareniscas laminadas es concordante con la actividadde corrientes de fondo relativamente diluidas. Losrestos palinológicos hallados (Rubinstein, 2003a y b)permiten sugerir un origen marino.

ASOCIACIÓN DE BARRAS OOLÍTICAS

ESTUARINAS

Esta asociación está constituida por la facies 15formada por acumulaciones en bancos oolíticosferruginosos submareales, en un medio litoral somerocon dominio de mareas (Brookfield, 1973; Talbot,1974; Bayer et al., 1985). Varios autores sugieren

asociaciones similares producto de eventos regresi-vos o de somerización (Hallam y Bradshaw, 1979;Bradshaw et al., 1980; Frakes y Bolton, 1984; Astini,1992; Burkhalter, 1995; Collin et al., 2005). Estosautores mencionan este tipo de depósitos ligadoscon ambientes litorales, especialmente en aquellosrestringidos por barreras o en cuencas interiores,donde fluctuaciones del nivel del mar producen con-diciones cíclicas en el Eh, el pH y la concentración demateria orgánica. En este marco, los momentos deescasa oxigenación (transgresiones) pueden condu-cir a notables incrementos de la concentración de hierroen estado disuelto (Fe+2), mientras que los de oxige-nación (regresiones) conducen a su precipitación(Curtis y Spears, 1968). Estos procesos se maxi-mizarían en ambientes de albuferas y estuarioscosteros donde los efectos de las mareas suelentambién potenciarse, explicando así su acumulacióny la consiguiente formación de barras.

ASOCIACIÓN DE PLATAFORMA FANGOSA

Esta asociación está constituida por la facies 16, deareniscas micáceas fangosas, y aparece sobre laasociación anterior. En su base se desarrolla un delga-do intervalo conglomerádico con abundantes clastosredondeados de cuarzo. Esta asociación representa-ría ambientes de plataformas marinas, situados pordebajo de la acción del oleaje, donde la fauna de fondohabría contribuido a generar la intensa bioturbación(icnofacies de Zoophycos).

CONTENIDO ICNOLÓGICO

La abundancia de trazas fósiles en el perfil delrío Capillas permite su utilización como herramien-ta de análisis paleoambiental independiente. Sesabe que la zonación batimétrica utilizada pordécadas y originalmente propuesta por Seilacher(1964 y modificaciones subsecuentes), presentaanomalías dependientes de un conjunto de facto-res físicos (e.g., tipo de sustrato, energía, contenidode nutrientes, oxigenación, salinidad y tasas desedimentación y erosión) sólo indirectamente vin-culados con la batimetría (Buatois et al. 2002).

En la sección del río Capillas se reconocieron4 icnofacies, que se detallan a continuación:

ICNOFACIES DE CRUZIANA

En la Formación Zanjón y el Miembro Laja Moradade la Formación Labrado asociada a la facies 1, laicnofacies de Cruziana está representada por nive-les con abundante Cruziana isp. y Rusophycus isp.Cruziana isp. se desarrolla en las bases o techos decapas de areniscas con estratificación delgada a muydelgada y contribuye, notablemente, a remarcar lalenticularidad del depósito (Fig. 4A). Rusophycusisp. aparece en los topes de algunas areniscasmás gruesas (Fig. 4B)


FIG. 4. A. Trazas de Cruziana isp. cortadas por grietas de desecación (Icnofacies de Cruziana). Miembro Laja Morada, Formación Labrado;B. Rusophycus isp. (preservación epicnia) cortados por tubos verticales tipo Skolithos (Icnofacies de Cruziana). Formación Zanjón;C. Phycodes isp. (Icnofacies de Cruziana) vistas en planta. Formación Capillas; D. Diplocraterion isp. (Icnofacies de Skolithos).Miembro Laja Morada, Formación Labrado; E. Trazas de tubos verticales tipo Skolithos (Icnofacies de Skolithos). Miembro Lagunillas,Formación Labrado; F. Zoophycos isp. Se aprecian los lóbulos en planta (Icnofacies de Zoophycos). Formación Lipeón.


Con respecto a la secuencia temporal de empla-zamiento, se pueden diferenciar por un lado, losejemplares de Cruziana y Rusophycus asociados ala facies heterolítica delgada, que indican la existen-cia de organismos bentónicos que habitaron sustratosblandos con niveles de energía variable. Estas for-mas permiten interpretar que dichos organismosdesarrollaron una variada gama de comportamien-tos entre los que se puede mencionar alimentación,reposo y pastoreo. Estas excavaciones son, en gene-ral, predepositacionales y se preservan como hipicnias(o preevento), aunque hay, en menor medida, varie-dades preservadas como surcos supraestratales(epicnias o posevento). Tubos de Skolithos cortantodo el resto de las trazas y estructuras mecánicas,correspondiendo a trazas tardías o posdeposi-tacionales, y representando la última etapa de colo-nización por parte de organismos suspensívoros.

Desde un punto de vista icnofacial, en la facies 1se superponen trazas comunes tanto en la icnofaciesde Cruziana (con baja diversidad) como de Skolithos.Sin embargo, ambas asociaciones representan dis-tintos momentos de colonización del sustrato induci-dos por sucesivos cambios en las condiciones am-bientales. Esta superposición es característica de laplanicie mareal mixta donde la facies heterolítica es lamás representativa.

En la Formación Capillas y relacionada con la faciesde pelitas verdes la icnofacies de Cruziana se en-cuentra representada por Cruziana isp. y Phycodesisp. (Fig. 4C). La primera aparece muy poco repre-sentada, si bien en algunos sectores pueden diferen-ciarse trazas relícticas. Por el contrario Phycodes es latraza dominante y se presenta comúnmente en nive-les tabulares, sensiblemente más arenosos, en don-de borra todo tipo de estructuras. En este caso se tratade una forma dominante con desarrollo monoespecíficoexcluyente. La abundancia de esta traza indica impor-tante actividad detritívora de las faunas de fondo yposiblemente elevadas tasas de material en suspen-sión que inhibieron el accionar de comunidades domi-nadas por organismos suspensívoros. Phycodes esuna forma típica de la icnofacies de Cruziana (Buatoiset al., 2002) e indica niveles energéticos bajos amoderados, por encima de la base del oleaje detormenta hasta el nivel de base de olas normales, enuna zona comprendida entre la cara de playa inferior(‘shoreface’) y el plataforma externa (‘offshore’) infe-rior (MacEachern y Pemberton, 1992a; MacEachernet al., 1999).

ICNOFACIES DE SKOLITHOS

Esta icnofacies es la más común a lo largo de todala columna sedimentaria del río Capillas. Se encuentrarepresentada por Skolithos isp., Diplocraterion isp.y tubos verticales indeterminados.

Como se aclaró anteriormente en la FormaciónZanjón y Miembro Laja Morada de la FormaciónLabrado, es posible encontrar la icnofacies deSkolithos asociada con la icnofacies de Cruziana. Lostubos de Skolithos junto a grietas de sinéresis suelencortar las trazas de la icnofacies de Cruziana pertene-cientes a una etapa de colonización previa (Fig. 3B).

Dentro de las mismas unidades formacionales,pero relacionadas con la facies de areniscas fangosasbioturbadas, se destaca la presencia deDiplocraterion (Fig. 4D) como traza dominante. Engeneral, son formas de tipo retrusivo (en secciones seobserva una disposición interna ascendente de lostubos causativos). En planta, estas excavaciones sediferencian de Skolithos por el apareamiento clásicode sus dos marcas circulares dejadas por los tubosverticales en ‘U’ y un surco de diámetro constante congeometría cóncava que los une. La bioturbación tieneaspecto de ser monoespecífica, ya que los nivelesdensamente poblados de Diplocraterion, no permi-ten ver otras trazas o estructuras previas (Fig. 4D). Elhecho de que no se pudieron observar los tuboscausativos indica fluctuaciones importantes de la rela-ción entre sedimentación-erosión, que favorecieron eldesarrollo de estas trazas. En este sentido, podríanestar indicando un delicado equilibrio entre estosfactores y considerarse como una ‘trazas de equilibrio’o Equilibrichnia (Bromley, 1990). Esta traza sugiereun sustrato blando, posiblemente de menor compe-tencia que los niveles con Skolithos, que albergaorganismos suspensívoros.

En el Miembro Lagunilla de la Formación Labradoy asociada a la subfacies de areniscas con estratifica-ción cruzada de microescala, Skolithos es también latraza dominante (Fig. 4E). Aparece cortando grietasde sinéresis y trenes de ondulitas de interferencia.Con menor frecuencia pueden observarse epicniasde Cruziana muy extensas. Los tubos de Skolithossobreimpuestos reflejan el asentamiento de comuni-dades suspensívoras previas a la exposiciónsubaérea.

En la Formación Centinela, tubos verticales,semiverticales y en forma de ‘Y’ de hasta 15 cm delargo pueden ser reunidos dentro de la icnofacies de


Skolithos. Se trata de tubos verticales de seccióncircular y diámetro constante con valores entre 0,3y 0,6 cm y con largos de hasta 30 cm, que raramenteexhiben meniscos. Por su densidad, es común queobliteren las estructuras internas que no quedan pre-servadas y su gran abundancia permite la formaciónde estructuras en empalizada (Droser, 1991), nom-bre que se da a unidades con el máximo índice deicnofábrica caracterizadas por tubos verticales.

ICNOFACIES DE GLOSSIFUNGITES

Hacia el tope de la Formación Labrado se desa-rrollan alternancias de areniscas limosas y pelitas encapas medianas a delgadas. Esta asociación estáinterrumpida por una superficie neta y ondulada, par-ticularmente bioturbada por tubos verticales de hasta10 cm de profundidad y diámetro promedio > a 1 cm(y hasta de 2 cm máximo). Estos tubos están rellenoscon una arenisca limpia, muy gruesa y mal selecciona-da, que contiene granos subredondeados de hasta 2mm de diámetro. El contraste litológico entre el rellenode los tubos y el sustrato hospedante permite inter-pretar que el material grueso se habría infiltrado desdeel tope hacia abajo en cavidades que permanecieronal menos parcialmente abiertas durante episodios demayor energía. Dado que la unidad suprayacente

tampoco posee estas litologías gruesas se interpretaesta superficie como una superficie de pasaje (discon-tinuidad de ‘by-pass’), que denota el desarrollo de unsustrato firme (MacEachern et al., 1999). Esta asocia-ción de tubos verticales es asignada a la icnofacies deGlossifungites (Pemberton et al., 1992a; MacEacherny Pemberton 1992a; Pemberton y MacEachern,1995), que resulta importante en el reconocimiento dediscontinuidades erosivas (Pemberton et al. 1992a yb; MacEachern y Pemberton, 1992a y b).

ICNOFACIES DE ZOOPHYCOS

En la Formación Lipeón, en donde dominan lasfacies de areniscas micáceas, se desarrolla la icnofaciesde Zoophycos, reconociéndose tanto Chondritescomo Zoophycos (Fig. 4F). La intensa bioturbación,que, en general, borra las estratofábrica y estructurasprimarias le otorga un aspecto fangoso a la unidad,indicando que se trataría de facies de plataformadominada por faunas detritívoras de baja icno-diversidad. Para Frey y Seilacher (1980) y Frey yPemberton (1984, 1985) la oxigenación pobre delsustrato es un factor clave en la presencia de estaasociación, mientras que el factor batimétrico tomaun papel secundario.

EVOLUCIÓN DEL RELLENO SEDIMENTARIO Y ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL

El estudio de la sucesión ordovícica expuesta enambos flancos del anticlinal de Zapla permite el reco-nocimiento de cuatro secuencias depositacionales(S1-S4 de Astini et al., 2003) con diferente arreglointerno y que, de acuerdo con el intervalo de tiempoinvolucrado, resultan compatibles con fluctuacionesde tercer orden (Fig. 5). Para el conjunto de losdepósitos que caracterizan al intervalo ordovícico enla Cuenca Andina Central del noroeste argentino,Astini (2003) reconoció ocho supersecuencias, variasde las cuales son claramente reconocibles en laestratigrafía de las sierras Subandinas (Fig. 5).

La columna del río Capillas comienza con depósi-tos de la asociación 1 correspondiente a llanuras demarea, donde tanto los sectores intermareales (llanurafangosa, mixta y arenosa) como los submareales(planicies arenosas), aparecen bien representados.Los niveles con pavimentos agrietados constituyen

clara evidencia de lapsos de exposición subaérea ensectores supramareales (tramo superior de la Forma-ción Zanjón y transición al Miembro Laja Morada de laFormación Labrado). Intervalos con capas de arenis-cas discretas pueden, en este contexto, representarepisodios de tormentas que removilizan y concentranmaterial arenoso en forma diferencial y acumulanbioclastos (concentraciones de braquiópodoslinguliformes y microconglomerados fosfáticos). Estaasociación basal puede representar sectores de cen-tro de estuario donde dominan litologías finas ocasio-nalmente intercaladas con cuñas de arena o bancos demayor potencia que pueden reflejar la actividad decanales vinculados a deltas de cabecera de estuarios(Rahmani, 1988; Dalrymple et al., 1992).

El reemplazo vertical de icnofacies en este tipode ambientes dominados por procesos marealeses opuesto al de una costa dominada por oleaje


FIG. 5. Columna sintética del Ordovícico de la sierra de Zapla y curva relativa del nivel del mar interpretada para la región (véase explicaciónen el texto) (modificada de Astini y Marengo, 2003).

(Mangano y Buatois, 1999, 2003). Los complejosde ondas de arena submareales arenosos querepresentan los sustratos con mayor nivel de ener-gía, contienen hacia el tope asociaciones de orga-nismos suspensívoros monoespecíficos asig-nables a la icnofacies de Skolithos. Por encima, sedisponen depósitos de areniscas delgadas de pla-nicie arenosa (intermareal baja) y facies heterolíticasde la planicie mixta (intermareal media), que pre-sentan una mezcla de elementos de la icnofacies deSkolithos y Cruziana. Las formas de la icnofacies

de Cruziana se hacen más importantes hacia laplanicie intermareal alta, donde la menor energíapermite la decantación de sedimentos pelíticos,dominados por formas detritívoras. Es importanteresaltar que la baja icnodiversidad que caracteriza aestas icnofacies se asocia a condiciones de estrésposiblemente resultantes de la dilución del aguamarina, de acuerdo con el ‘modelo de aguas salo-bres’ propuesto por Wightman et al. (1987) yPemberton y Wightman (1992) para el reconoci-miento de valles estuarinos.


Los ciclos arenosos de la Formación Labrado(parte superior del Miembro Laja Morada y MiembroLagunilla) representan la instalación de típicos siste-mas fluviales, que se reconocen a través de dos ciclosgranodecrecientes, desarrollados sobre depósitosde planicies submareales con base erosiva (Figs. 6A,B y C). La incisión del primer ciclo (Figs. 6A y B) eslocalmente mucho más evidente a través de estruc-turas de corte y relleno de escala métrica que afectan aun sustrato fuertemente oxidado y con pavimentosde grietas de desecación (Fig. 6D). Se trata delprincipal límite de secuencia (D2-D2´) que poseepronunciadas variaciones laterales a lo largo del ejedel paleovalle fluvial (Figs. 6D y E). D2-D2´ puedecorrelacionarse con la superficie S8 de Astini (2003),que separa la Supersecuencia Acoite de laSupersecuencia Los Colorados (Fig. 5).

Debe destacarse que el límite de secuencia noqueda marcado por la transición gradual entre la For-mación Zanjón y el Miembro Laja Morada que, salvoun gradual cambio en la coloración, no muestra eviden-cias claras de mayor exposición subaérea. Por elcontrario, a pesar de su coloración rojo-morada, siguenapareciendo pavimentos de linguliformes, icnofaciesde Cruziana y un dominio de facies heterolíticas. Lamarcada coloración rojo-morada que caracteriza alMiembro Laja Morada, al igual que el desarrollo debandas con intenso moteado, representan un prolon-gado lapso de emersión asociado a la más profunday prolongada caída relativa del nivel del mar quehabría sometido a parte de las sucesiones marinas ymarinas marginales de la Formación Zanjón a ambien-tes subaéreos con actividad fluctuante de la capafreática en ambientes de interfluvio. Esta prolonga-da situación emergente permite explicar el marcadocambio de coloración y la permanencia de condicionesoxidantes por encima de la posición de la capa freáticaestacionaria, en contraposición con las bandas dedecoloración, con abundantes moteados, caracterís-ticas de regiones del sustrato con condiciones glósicas(localmente reductoras), más propias de posicionespor debajo de la capa freática fluctuante. A pesar delas marcadas evidencias paleoambientales de expo-sición subaérea temporal (como por ejemplo pa-vimentos de grietas de desecación y trenes de ondulitastruncadas), son estas evidencias diagenéticas tem-pranas del cambio de coloración las que permitensostener una prolongada emersión en vinculación conuna caída relativa del nivel del mar, ocurrida durante elDarriwiliano medio, consistente con el labrado de lasuperficie D2-D2´ (Fig. 5).

En el flanco este, la discordancia D2 se correspon-de con la base de los depósitos de areniscas sabulíticascon estratificación cruzada e importante participaciónde intraclastos, mientras que en el oeste se correlacionacon un delgado intervalo de areniscas sabulíticas querecubren un nivel afectado por la icnofacies deGlossifungites (D2´, ver figura 6E). Esto implica uncorrimiento lateral desde la región axial de un sistemafluvial a una región de interfluvio. La suprayacentesecuencia S2 involucra un cortejo de nivel de mar bajo(LST), representado por el relleno fluvio estuarino enla región axial y un cortejo transgresivo (TST), carac-terizado por paquetes heterolíticos profusamentebioturbados desarrollados en posición submareal.Este último se sobrepone al anterior y solapa direc-tamente la discordancia D2´ en la región de interfluvio(flanco oeste).

En la base del Miembro Lagunilla es posiblediferenciar un segundo límite de secuencia denomina-do D3 (Figs. 6C, F y G). En el flanco oeste D3 involucrala icnofacies de Glossifungites, indicando una discon-tinuidad de magnitud regional desarrollada sobresustratos firmes, compatible con un área de interfluvios.Esto explicaría el desarrollo de una superficie detránsito (‘by-pass surface’), producida durante unanueva caída relativa, que permite explicar el rellenogrueso residual de los tubos de Skolithos que nohabrían sido eliminados por completo, por encontrar-se fuera de la región axial de máxima incisión delsistema estuarino. El apilamiento vertical y aparentedesfasaje entre los ejes axiales inferidos de sistemasestuarinos superpuestos, permite interpretar quehabría existido una cierta acomodación lateral de di-chos sistemas, posiblemente ligada con compensa-ción de espesores y nivelación estratigráfica luego decada incisión.

Otra característica notable que puede observarsedel arreglo estratigráfico en el río Capillas, es el desa-rrollo de superficies coplanares (cf., Posamentier yAllen, 1999) fuera de la región de máxima insiciónrepresentada por los cuerpos canalizados areno-gravosos. En un buen ejemplo, Rossetti y Junior(2004) destacan que en sectores de valles estuarinosdonde no hubo depositación durante el estadio denivel de mar bajo o donde los depósitos fluvialesfueron removidos durante la transgresión subsiguien-te, los depósitos trangresivos se apoyan directamen-te sobre el límite de secuencia. En estos casos sedesarrollan superficies coplanares, donde las super-ficies transgresivas (‘flooding surfaces’) coinciden conla discordancia de caída, es decir los límites de secuen-


FIG. 6. A. Panorámica base del Miembro Lagunilla y 1º ciclo arenoso. Superficie D2. Formación Labrado; B. Panorámica Miembro Laja Morada(parte inferior) y el Miembro Lagunilla (parte superior). El contacto entre ambos está oculto por la vegetación, pero se aprecia enla parte superior el desarrollo del 1° ciclo arenoso. Formación Labrado; C. Panorámica Miembro Lagunilla. Nótese contacto basaldel 2° ciclo arenoso. Superficie D3. Formación Labrado; D. Detalle de superficie D2 en la base del 1° ciclo arenoso del Miembro Lagunilla.Nótese estructuras de corte y relleno. Flanco oriental del anticlinal de Zapla. Formación Labrado; E. Superficie D2´ con asociaciónde la icnofacies de Glossifungites. Contacto Miembro Laja Morada- Miembro Lagunilla, Formación Labrado. Flanco occidental delanticlinal de Zapla; F. Detalle de C. Se observa la base del 2° ciclo arenoso del Miembro Lagunilla. Superficie D3, flanco orientaldel anticlinal de Zapla. Formación Labrado; G. Superficie D3. Contacto entre el Miembro Laja Morada y el Miembro Lagunilla de laFormación Labrado; H. Superficie de inundación FS3. Formación Labrado; I. Detalle de la transición entre la Formación Capillas yla Formación Centinela representada por el pasaje de la etapa agradacional a la progradacional.


cia. En estos contactos (Fig. 5) ambas superficies seencuentran amalgamadas y de no identificar la arqui-tectura de valles incisos asociados, como en estecaso, su reconocimiento y diferenciación en el regis-tro fósil es muy difícil. Estos límites pueden confundirsecon pequeños saltos de facies o sutiles variacionesambientales, ya que no siempre queda preservadala icnofacies de Glossifungites o se verifican cambiosgranulométricos o cambios de color. En el flanco estedel anticlinal, por ejemplo, la icnofacies de Glossifun-gites no aparece. Sin embargo, puede observarseclaramente cómo una superficie de inundación (FS3)separa areniscas sabulíticas con estratificación cruzadadifusa, de paquetes heterolíticos bioturbados(icnofacies de Skolithos) asignados a depósitossubmareales (Fig. 6H). Esta es posiblemente lafisonomía que adquiere la superficie de ravinamientoo superficie transgresiva submareal cuando produceuna cierta erosión durante el rápido corrimiento delcinturón de facies de alta energía sobre el de menorenergía. Esto es consistente con la migración decomplejos de ondas de arena submareales hacia elcontinente (‘landward migration of sandy tidal inlets’)(Zaitlin et al., 1994), que sobrepone esta asociaciónsobre la de la planicie fangosa costera.

Las características de los depósitos descritos su-gieren un modelo de evolución general similar alpropuesto por Dalrymple et al. (1992), en dondevalles fluviales incisos durante etapas de caída relativaevolucionan a sistemas estuarinos durante la etapatransgresiva. En este sentido, los depósitos sabulíticoscon geometría lenticular a la gran escala representan laacomodación de sistemas fluviales (luego de la etapade incisión y pasaje) que evolucionan a un sistema conneta influencia mareal. Esto queda reflejado en elcomplejo de cuerpos de arena mantiformes con pro-fuso desarrollo de estratificación cruzada sigmoidal ycubiertas pelíticas que caracterizan a su periodicidady el fenómeno de reversión de mareas. Este últimopunto resulta evidente a partir del desarrollo de laplanicie submareal arenosa. Alejándose del eje de losvalles fluviales se interpreta la existencia de asociacio-nes de interfluvios caracterizadas por la ausencia delos depósitos arenosos de nivel bajo y el desarrollode superficies con icnofacies de Glossifungites eintervalos de color rojizo.

La sucesión estratigráfica registra un cambiorepentino a partir del desarrollo de la cuña pelítica queabruptamente cubre al miembro Lagunillas de la For-mación Labrado. Se trata de la Formación Capillasque se interpreta en su sección basal como el produc-

to de un rápido corrimiento del cinturón costero vincu-lado con la superficie de máxima inundación (MFS 3).Desde un punto de vista estratigráfico secuencial, lasección basal de esta unidad representa una etapa deagradación temprana durante el desarrollo del cortejode nivel de mar alto (HST), mientras que el paulatinoenarenamiento se vincula con el inicio de la subse-cuente etapa progradacional. El repentino incrementodel espacio de acomodación luego de la inundacióncostera, habría generado condiciones propicias parael desarrollo de depósitos pelíticos con intercalacionesde capas de tormenta que indican su depositación enambientes de plataforma marina abierta, por encimadel nivel del oleaje de tormentas, afectadas por unaicnofacies de Cruziana. Este corrimiento neto de lalínea de costa, consistente con la superficie de máximainundación, tiene, a nivel regional, correspondenciacon la superficie S9 de Astini (2003) que limita laSupersecuencia Capillas (Fig. 5). En la CordilleraOriental, este límite transgresivo se ubica en la basede la Formación Santa Gertrudis (en la región oriental)y en la base de la Formación Sepulturas (en la regiónoccidental). Este notable intervalo marino caracteriza-do por la mayor diversidad de faunas de invertebra-dos marinos y la presencia de conodontes asociadoscon restos de Sacabambaspis janvieri (Albanesi yAstini, 2002) se registra también en Bolivia dondeestá representado por las formaciones Anzaldo yCoroico (Suárez Soruco, 1992; Astini et al., 2004).Dado que este intervalo marino se encuentra particu-larmente representado en esta región, es que Astini(2003) utilizó su nombre para nominar laSupersecuencia Capillas. La instalación de un am-biente de plataforma marina abierta contribuyó ainundar la planicie costera, eliminando los sistemasestuarinos que dominaron esta región hasta elDarriwiliano. En sentido ascendente, un gradual au-mento del contenido de areniscas indica la progradaciónde la línea de costa y desarrollo de sistemas deltaicosque encuentran su máxima expresión en el desarrollode los cuerpos de arena de la Formación Centinela,que representan una plataforma deltaica influenciadapor mareas (Fig. 6I). Esto es compatible con losmodelos estratigráficos (Posamentier et al., 1988;Posamentier y Vail, 1988) que predicen una paulatinadisminución del espacio de acomodación durante losestadios finales de cortejos de nivel de mar alto (HST).La modificación morfológica de los sistemas costerosdominantes, por encima y por debajo de la superficieS9 (MFS 3 en el caso particular de la sierra de Zapla),es característica de la conversión evolutiva que sufren


los sistemas de transición entre etapas de nivel de marbajo y nivel de mar alto (Curray, 1964; Boyd et al.,1992; Dalrymple et al., 1992).

La Formación Zapla fue incluida dentro de laSupersecuencia Ocloya por Astini (2003) por la razónde que trunca diversas unidades ordovícicas en dife-rentes regiones del noroeste argentino. Este límite desecuencia puede reconocerse a lo largo de toda laCuenca Andina Central, no sólo en el sector argentinosino también en el boliviano. La supresión estratigráficaindica claramente que existía un relieve que fue par-cialmente nivelado por el episodio glacial delOrdovícico tardío que le dio origen. Si bien en muchasregiones coincide con la discordancia oclóyica, éstaconstituye un episodio orogénico claramente diferen-te de la abrupta caída del nivel del mar que fueresponsable de exponer regionalmente al sustratopreglacial. Por esta razón, si bien localmente puedencoincidir un efecto tectónico con uno glacioeustático enmuchas regiones como la expuesta en las sierrasSubandinas, la impronta tectónica no queda clara.Aparentemente, el episodio oclóyico sólo alcanzó laregión más occidental del antepaís y en esta regiónrelativamente externa los efectos sólo habrían causa-do exhumación. Si bien resulta difícil cuantificar elintervalo faltante por debajo de la SupersecuenciaOcloya, es justamente en la sierra de Zapla donde elhiato sería menor al alcanzar el tope de la FormaciónCentinela la parte superior de la Serie Global 5. Estopermite suponer que posiblemente el contacto re-presentado por la discordancia D4 en esta región,tenga una componente fundamentalmente gla-cieustática a diferencia de otras regiones más internasen donde la componente tectónica habría magnificadola interrupción estratigráfica.

La asociación de facies de plataforma con dominiode procesos glacimarinos que caracterizan a la Forma-ción Zapla en la sierra homónima se relaciona con uncortejo de nivel de mar bajo (LST de S4). Las eviden-cias bioestratigráficas disponibles indican que se tratadel episodio glacial fini-ordovícico (Hirnantiano) que,con epicentro en el noroeste africano, tuvo influenciadirecta en gran parte de Gondwana y en particular a lolargo de la región proto-andina que, aunque periférica,habría nucleado calotas de altura (Astini, 2002, 2003).Las paleocorrientes sugieren que los depósitos cana-lizados habrían estado dirigidos hacia el este-noreste,indicando que el eje de la sedimentación hirnantianaocurrió adyacente a una faja elevada y de posiciónoccidental. De hecho la Supersecuencia Ocloya inclu-ye depósitos continentales en la región de la Puna yparte occidental de la Cordillera Oriental (véase figura1.40 en Astini, 2003).

Por último, la Formación Lipeón de edad silúrica(Montero, et al., 1993) inicia un cortejo transgresivodonde los mantos de hierro pueden localmenteinterpretarse como depósitos en engolfamientos oestuarios luego del inicio de la inundación (FS 4). Trasla superficie de máxima inundación (MFS 4) estaunidad constituye un dominio fangoso de plataformaque caracteriza regionalmente al intervalo silúrico, don-de la icnofacies de Zoophycos reemplaza a la alter-nancia de Skolithos y Cruziana dominante durante elOrdovícico. Astini (2003) interpreta este pasaje comoel límite de la Supersecuencia Cinco Picachos (véaseAstini et al., 2004). En el marco de dicha transgresión,se habrían desarrollado situaciones costeras proclivespara generar la precipitación de depósitos ferruginososen ambientes relativamente oxigenados.

ARQUITECTURA Y PALEOGEOGRAFÍA DE LA CUENCA

Los cambios paleoambientales documentadosen la columna del río Capillas (Fig. 5) proveen nuevoselementos de juicio para comprender la arquitecturadel relleno sedimentario del sector oriental de lacuenca andina central, interpretada como la regiónexterna del antepaís (Astini, 2003). El reconocimien-to de discontinuidades regionales a lo largo de todala sección permite realizar una correlación con áreasaledañas, principalmente de la Cordillera Oriental.

La aplicación de modelos de antepaís actualistas(DeCelles y Giles, 1996) en sedimentitas ordovícicas

del noroeste argentino, permitió la integración dedepocentros que previamente fueron consideradoscomo desconectados (Fig. 7) (Astini et al., 2003).Modelos previos han sugerido la dispersión de sedi-mentos hacia la antefosa en gran parte provenientedel arco de la Puna occidental. Actualmente, haysuficientes evidencias que soportan la doble alimen-tación del sistema, con un importante aporte desde eleste, relacionado con complejos deltaicos adosadosal cratón (Astini y Waisfeld, 1993; Astini y Marengo,2003). Estos deltas contribuyeron a incrementar la


carga y la flexión dentro del depocentro de'retrodomamiento' (‘back-bulge depozone’) (coinci-dente con las sierras Subandinas), independiente delos estadios de carga y descarga que acontecieron enel arco, al oeste (Bahlburg y Furlong, 1996). Asimis-mo, pueden haber sido controlados por variacionesclimáticas ocurridas tierra adentro, comparable actual-mente con el desarrollo del delta del Mississippi(Perlmutter y Matthews, 1992). Los ciclos de sobrecarga-denudación han sido considerados como res-ponsables de disparar la respuesta flexural (Bahlburgy Furlong, 1996) en la antefosa (coincidente con laregión de la Puna) y en el domamiento periférico(coincidente con la Cordillera Oriental).

El hecho de que las sierras Subandinas ocupenuna posición muy distal con respecto a la cuña tectónica,supone un depocentro poco afectado por la influenciatectónica. En este sentido, las fluctuaciones relativasdel nivel del mar pueden ser consideradas como deposible origen eustático o global. Esto es consistentecon el hecho de que los límites de secuencia como elD2 o el D4 tienen un registro regional amplio, des-echando cualquier señal tectónica.

El arreglo general que presenta el depocentro de‘retrodomamiento’ aquí estudiado y la naturaleza pre-dominantemente marino marginal de las capas delOrdovícico en esta región, permiten interpretar laexistencia de una carga deltaica extra, capaz deincrementar la flexión cortical en la región y la acomo-dación inusual de este tipo de depósitos en regiones

del antepaís. La construcción de complejos deltaicosha sido sugerida por Astini et al. (2003) como unaexplicación para generar cargas adicionales que ha-brían potenciado el espacio de acomodación, inclusoen sistemas desarrollados sobre corteza continental(e.g., Watts, 2001: p. 150). Desde un punto de vistapaleogeográfico, la región subandina habría sido unsitio de desarrollo de enormes aparatos deltaicos quedrenaban la región de Gondwana occidental. Esta esla razón principal para explicar el gran espesor de lascolumnas sedimentarias ordovícicas de la CuencaAndina Central, que se habrían formado en un corre-dor marino similar al desarrollado durante el Cretácicoen el interior del oeste norteamericano (e.g., Swift etal., 1987). A diferencia de este último, sin embargo,nuestra interpretación regional y el sentido dominantede las paleocorrientes indica que la progradacióndeltaica rellenaba el espacio de acomodación de estea oeste (Fig. 8) ya que la principal fuente detríticaprovenía desde la región cratónica. Esta hipótesisexplicaría el gran espacio de acomodación requeridopara la preservación de unidades en el ámbitosubandino, no registradas en el ámbito de la CordilleraOriental, como la Formación Centinela, que no tieneequivalentes hacia el oeste, pero está igualmenteregistrada en Bolivia, donde se correlaciona con laFormación San Benito (Suárez-Soruco y Benedetto,1996), desarrollada en cinturones de facies de altaenergía.

FIG. 7. Corte esquemático E-W del noroeste argentino mostrando la distribución transversal de espesores y el engranaje de depozonasen la cuenca de el antepaís ordovícica (modificado de Astini et al., 2003).


FIG. 8. Modelo simplificado de la estratigrafía y arquitectura de facies como consecuencia de la progradación de sistemas deltaicos enuna cuenca subsidente (modificado de Watts, 1989, 2001). La carga induce flexión litosférica. Fluctuaciones en la acomodaciónse traducen en la repetición de secuencias depositacionales con similar arreglo de facies.

CONCLUSIONES

La columna medida sobre el curso inferior del ríoCapillas (anticlinal de la sierra de Zapla) representa unconjunto de sistemas depositacionales dominante-mente marinos marginales alimentados desde el este.

Se definieron 16 facies reunidas en 8 asociacionesde facies y representando: 1. Asociación de llanura demareas (Formación Zanjón y parte inferior de la Forma-ción Labrado); 2. Asociación de facies de planiciesarenosas submareales (Miembro Lagunilla, Forma-ción Labrado); 3. Asociación fluvio-estuarina (Forma-ción Labrado parte superior); 4. Asociación de faciesde plataforma transgresiva (Formación Capillas); 5.Asociación deltaica (Formación Centinela), registra elpasaje a sistemas deltaicos; 6. Asociación de facies deplataforma glacimarina (Formación Zapla); 7. Aso-ciación de facies de barras oolíticas estuarinas (parteinferior de la Formación Lipeón) y 8. Asociación deplataforma fangosa (parte superior de la Formación

Lipeón). Las tres primeras asociaciones constituyenun dominio de ambientes estuarinos.

Considerando las principales características delarreglo estratigráfico y la utilización de superficiesdiagnósticas (discontinuidades) se reconocieron eneste sector de las sierras Subandinas, cinco (Acoite,Los Colorados, Capillas, Ocloya y Cinco Picachos)de las ocho supersecuencias depositacionales, iden-tificadas por Astini (2003) en el ámbito de la CordilleraOriental.

Las Supersecuencias Acoite, Los Colorados yCapillas estarían representadas por sistemas deltaicosque desde el Ordovícico Inferior alto al OrdovícicoSuperior medio, evacuaron materiales desde la re-gión cratónica de Gondwana (este) hacia el antepaísandino central (oeste). Las fluctuaciones relativamenterápidas del nivel del mar condicionaron la progradaciónde estos sistemas y los convirtieron durante intervalos


significativos en sistemas estuarinos, labrando vallesincisos durante las caídas y rellenándolos durante lahistoria transgresiva y de nivel alto. Durante estasúltimas etapas, incluso rebasaron los límites geomor-fológicos de los sistemas estuarinos para solaparinterfluvios expuestos subaéreamente. Esto permi-tió el excepcional desarrollo de superficies coplanares(D2, D3) como las que se registran en el flanco oestedel anticlinal de Zapla, donde la incisión no habría sidomarcada. En este marco, la Formación Capillas sedestaca por constituir un intervalo de máxima inunda-

ción y retracción de la línea de costa (sección basalagradacional del cortejo de nivel alto) antes de produ-cirse una nueva progradación deltaica representadapor la parte superior de esta unidad y el grueso de laFormación Centinela.

La Supersecuencia Ocloya representa el trunca-miento de los depósitos anteriores a partir de laactividad glacial hirnantiana (finiordovícica), mientrasque la Supersecuencia Cinco Picachos registra lainundación de todo el sistema debido a la transgresiónposglacial, a partir del Silúrico.

AGRADECIMIENTOS

Deseamos agradecer a la Dra. C. Rubinstein(Centro Regional de Investigaciones Científicas yTecnológicas del Consejo Nacional de Investigacio-nes Científicas y Tecnológicas de Argentina) por susdeterminaciones palinológicas que contribuyeron aprecisar la edad de las unidades estudiadas y a laDra. M. G. Mangano (Universidad de Saskatchewan,Canadá) por su ayuda en las determinacionesicnológicas. Asimismo, hacemos extensivo nuestro

agradecimiento a los Dres. L. Buatois (Universidadde Saskatchewan, Canadá), L. Spalletti (Universidadde La Plata, Argentina) y J. Le Roux (Universidad deChile) árbitros de la revista que ayudaron a mejora laversión última del texto. La Agencia Nacional deCiencia y Tecnología (Argentina) apoya mediante elProyecto de Investigación en Ciencia y Tecnología2000 No. 8920 nuestras investigaciones en el no-roeste argentino.

REFERENCIAS

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